El relieve de la Cordillera Cantábrica.

EL RELIEVE DE LA CORDILLERA CANTÁBRICA
The relief of the Cantabrian Mountains
Juan L. Alonso, Javier A. Pulgar y David Pedreira (*)
RESUMEN
La Cordillera Cantábrica constituye la prolongación occidental de los relieves Pirenaicos y es el resultado de la colisión alpina entre la placa Euroasiática y la microplaca Ibérica. En el borde norte de la
microplaca Ibérica la compresión actuó en dirección aproximadamente N-S y produjo principalmente cabalgamientos y pliegues asociados que han dado lugar a los rasgos más destacados del relieve actual. El
sector central de la cordillera (Macizo Asturiano) presenta las mayores elevaciones (Picos de Europa,
2648 m) y consiste en una extensa área levantada por efecto de un gran cabalgamiento de basamento
despegado en la corteza media. En el sector oriental (Vasco-cantábrico), algunas de las principales sierras fueron producidas por trenes de pliegues desarrollados sobre las rampas de los cabalgamientos. Las
mayores elevaciones (Castro Valnera, 1717 m) se encuentran en el flanco meridional del anticlinal de
Bilbao, donde las rocas carbonatadas cretácicas resaltan sobre las series siliciclásticas más antiguas por
un fenómeno de erosión diferencial. En el sector occidental o gallego, la deformación alpina va desapareciendo progresivamente. Las principales estructuras alpinas son fallas de desgarre con un componente
inverso, algunas todavía activas, que han dado lugar a relieves de cierta entidad. Los principales cabalgamientos alpinos de la Cordillera Cantábrica dejaron de ser activos en el Mioceno Tardío, aunque durante los últimos 1-2 millones de años se ha seguido produciendo una elevación regional que queda registrada en la presencia de terrazas marinas pleistocenas elevadas frente a la línea de costa.
ABSTRACT
The Cantabrian Mountains constitute the western prolongation of the Pyrenees, and are the result of
the Alpine collision between the Euro-Asiatic plate and the Iberian microplate. The compression in this
area took place in a N-S direction approximately, and produced mainly thrusts and associated folds, which
gave rise to the more distinctive features of the present-day relief. The central part of the Cantabrian
Mountains (“Asturian Massif”) holds the highest elevations (“Picos de Europa”, 2648 m) and consists of
an extensive area uplifted by the effect of a large basement thrust rooted in the middle crust. In the eastern
domain (Basque-cantabrian region), some of the main ranges were produced by a series of folds developed
over the thrust ramps. The highest elevations (Castro Valnera, 1717 m) are found in the southern limb of
the Bilbao Anticlinorium, where cretaceous calcareous rocks stand out above older siliciclastic rocks by
differential erosion. In the western (Galician) domain, the Alpine deformation progressively vanishes. The
main alpine structures are strike-slip faults with a reverse component, some of them still active, which gave
rise to some remarkable relieves. The main Alpine thrusts in the Cantabrian Mountains ceased their activity in the Late Miocene, although a regional elevation was still active during the last 1-2 Ma, as revealed
by the presence of uplifted Pleistocene marine terraces along the Cantabrian coast.
Palabras clave: Cordillera Cantábrica, Relieve, Orogénesis Alpina.
Keywords: Cantabrian Mountains, Relief, Alpine Orogenesis.
INTRODUCCIÓN
La Cordillera Cantábrica constituye una cadena
montañosa litoral de más de 400 km, que se extiende a lo largo del borde norte de la Península Ibérica,
entre Galicia y los Pirineos (Fig. 1). Geográficamente, constituye la prolongación hacia el oeste de
los Pirineos, a través de las montañas vasco-cantábricas, hasta alcanzar las mayores elevaciones en su
sector central (provincias de Asturias, León, Cantabria y Palencia), donde llega a superar los 2500 m,
en los Picos de Europa.
Geológicamente, se trata de una cordillera levantada durante la orogénesis Alpina, que está flanqueada al sur por dos cuencas sinorogénicas de antepaís, las cuencas del Duero y del Ebro, situadas
por delante del frente tectónico de la cordillera y
cuyo relleno puede alcanzar más de 3500 m de sedimentos continentales terciarios (Fig. 2). El límite
septentrional de la cordillera viene marcado por la
costa cantábrica, aunque los rasgos geológicos definidos en tierra pueden prolongarse por la plataforma y el talud continental, hasta la llanura abisal del
golfo de Vizcaya.
(*) Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. C/ J. Arias de Velasco, s/n, 33005 Oviedo. Equipo CONSOLIDER “TopoIberia”. [email protected]; [email protected]; [email protected]
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I.S.S.N.: 1132-9157
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Fig. 1. Modelo digital de elevaciones (compuesto con datos procedentes de http://www2.jpl.nasa.gov/srtm y
http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/topo/globe.html) mostrando el relieve de la Cordillera Cantábrica con los
principales dominios morfoestructurales.
Fig. 2. Cortes y mapa geológico simplificado de la Cordillera Cantábrica, que muestran las principales estructuras geológicas alpinas responsables de su relieve (síntesis de la región Vasco-cantábrica según Quintana,
inédito; cortes 1 y 2 según Alonso et al., 1996).
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Desde un punto de vista geológico y geomorfológico, en la Cordillera Cantábrica pueden distinguirse tres sectores o dominios (Figs. 1 y 2). Al este
se encuentra el dominio Vascocantábrico, con potentes series mesozoicas y relieves moderados que
raramente superan los 1500 m. En el centro se ubica
el llamado “Macizo Asturiano”, con los mayores relieves, en donde una cobertera mesozoica mucho
más delgada ha sido erosionada en su mayor parte,
aflorando un basamento paleozoico levantado durante la deformación Alpina. El occidental, situado
en el límite entre Asturias y Galicia, presenta de
nuevo menores elevaciones; aquí no existen sedimentos mesozoicos y la deformación alpina ha quedado registrada por algunas cuencas terciarias limitadas por fallas.
En este trabajo se tratará de explicar cómo se
han formado las montañas cantábricas y las depresiones situadas entre ellas, por qué unos relieves son
más elevados que otros y por qué unas y otras sierras se orientan en diferentes direcciones. Los rasgos
mayores del relieve son el resultado del desarrollo
de estructuras tectónicas, pliegues y fallas, la mayoría de los cuales siguen el trazado de la cordillera y
registran el relieve primario de la misma. Sobre este
relieve primitivo se instaló progresivamente la red
fluvial, que ha dado lugar a una erosión diferencial
en función de la litología, la cual es responsable de
la mayoría de los rasgos geomorfológicos menores,
de carácter más local. Una expresión de este efecto
es la erosión diferencial en el basamento paleozoico
del Macizo Asturiano, que ha sido condicionada por
las estructuras variscas previas.
Por otro lado, entre el Pleistoceno y el Holoceno se instaló en gran parte de la Cordillera Cantábrica un casquete glaciar que dejó también su impronta
en el relieve (Jiménez y Farias, 2005), como consecuencia de la erosión producida por los hielos y los
fenómenos de inestabilidad de las laderas que se desencadenaron tras la desaparición de los mismos.
A continuación, se expondrá en primer lugar el
contexto geodinámico de la cordillera, para pasar
después a describir los diferentes dominios geomorfológicos, indicando cuáles son las estructuras responsables de los movimientos verticales que han
creado los relieves. En realidad, los dominios geomorfológicos se corresponden con los geológicos,
ya que el relieve está estrechamente ligado a las características geológicas.
CONTEXTO GEODINÁMICO
El primer gran evento tectónico reconocible de
modo extensivo en las rocas que conforman la Cordillera Cantábrica fue la orogénesis Varisca, que tuvo lugar a finales del Carbonífero, cuando dos grandes masas continentales (Gondwana, al sureste, y
Laurentia-Báltica, al noroeste) colisionaron para dar
lugar al supercontinente Pangea. En la zona de colisión se formó un inmenso edificio orogénico de
aproximadamente 8000 km de longitud y 1000 km
de anchura (p. e. Matte, 1991) que, sin embargo, se-
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ría rápidamente erosionado tan sólo 50-60 millones
de años después de su consolidación, al verse afectado por un importante episodio extensional a gran
escala (Coward, 1995). A pesar de esta erosión generalizada, puede afirmarse que la orogénesis Varisca tuvo un importante papel en la generación del
relieve actual, al condicionar la distribución geográfica de rocas de diferente naturaleza y resistencia a
la erosión.
La tectónica distensiva que se instaló en toda la
Europa suroccidental durante el Pérmico desembocó en un estadio de rifting continental incipiente a
partir del Pérmico terminal y principios del Triásico, relacionado con la divergencia entre los bloques
continentales europeo y americano, como preludio
de la apertura del Océano Atlántico (Ziegler, 1989;
Coward, 1995). En este contexto distensivo, a finales del Triásico se produjo en el dominio Vascocantábrico una importante sedimentación de arcillas
y evaporitas (facies Keuper) que tendría grandes repercusiones en la etapa compresiva posterior (orogénesis Alpina) al actuar como un nivel preferente
de despegue de los cabalgamientos e inducir la formación de diapiros salinos.
A finales del Jurásico, comienza a desarrollarse
un punto triple en el Atlántico Norte, a partir del
cual se va propagando un nuevo brazo del rift ,
abriendo el Golfo de Vizcaya y provocando la divergencia entre la Península Ibérica y la Europa estable. Como consecuencia, grandes cuencas sedimentarias se instalan a lo largo de un surco o
lineamiento pirenaico-cantábrico, que ya había empezado a formarse en el Triásico (Vegas y Banda,
1982). Esta situación, con creación de cuencas pullapart, rotación de bloques y creación de horsts y
grabens, se prolongaría hasta el Aptiense-Albiense,
cuando comienza la creación de corteza oceánica en
la parte central del Golfo de Vizcaya (Roest y Srivastava, 1991) y la subsidencia térmica empieza a
jugar el papel principal en el control de la sedimentación sobre el margen pasivo cantábrico.
En la zona que nos ocupa, esta extensión cortical se focalizó principalmente en la cuenca Vasco-cantábrica (que actualmente conforma el dominio Vasco-cantábrico de la Cordillera
Cantábrica) donde se acumularon varios miles de
metros de sedimentos mesozoicos sobre una corteza extremadamente adelgazada. Hacia el oeste,
la sedimentación mesozoica se concentró principalmente sobre el margen continental, siendo muy
escasa sobre el actual Macizo Asturiano, que formaba parte de la plataforma continental del margen cretácico. Más hacia el oeste, en el dominio
occidental de la Cordillera Cantábrica, no hay registros de sedimentación mesozoica, cuya presencia queda limitada solo a algunas cuencas en la
actual plataforma.
A partir del Cretácico Tardío tiene lugar un
nuevo y radical cambio en el contexto geodinámico: la placa Africana comienza a moverse hacia el
norte como consecuencia de la apertura del océano
Índico, provocando el empuje de la microplaca
153
Ibérica contra la placa Europea (Savostin et al.,
1986). Esta situación provocó el cierre de las cuencas mesozoicas y el inicio de la etapa compresiva
Alpina, como consecuencia de la cual se levantó la
cordillera pirenaico-cantábrica. El acortamiento sufrido produjo un edificio orogénico con dos ramas
de vergencias opuestas: una rama septentrional en
la que predominan las estructuras dirigidas hacia el
norte y que, desde la Zona Norpirenaica, se continúa a través de la parte norte del dominio Vascocantábrico y el margen continental cantábrico, y
una rama meridional con estructuras principalmente de vergencia sur, que se prolonga desde la Zona
Surpirenaica hasta lo que geográficamente conocemos hoy como Cordillera Cantábrica. A niveles
más profundos, el acortamiento se compensó con
la subducción parcial de la corteza ibérica hacia el
norte, formando una importante raíz cortical continua en dirección E-O bajo toda la cordillera Pire-
naico-cantábrica (Fig. 3) (Pulgar et al., 1996; Fernández Viejo et al . 1998, 2000, Pedreira et al .,
2003, 2007).
El inicio de la etapa compresiva parece no ser
coetáneo a lo largo de la cadena: mientras en los Pirineos se observan ya evidencias de compresión a finales del Cretácico (p. ej. Vergés et al., 1995), éstas
no se observan en el dominio central de la Cordillera
Cantábrica (concretamente en su rama norte) hasta
mediados o finales del Eoceno (Álvarez-Marrón et
al., 1997). El levantamiento de la Cordillera Cantábrica propiamente dicha (rama sur) sobre la cuenca
del Duero es difícil de datar con precisión, pero se
estima que se produjo entre el Eoceno medio y el
Mioceno (Alonso et al., 1996; Gallastegui, 2000).
A continuación se detallarán las principales estructuras alpinas responsables del relieve en los distintos dominios de la Cordillera Cantábrica.
Fig. 3. Transectas corticales a través de la cordillera y margen continental cantábricos (a, según Gallastegui,
2000; b, según Pedreira, 2005).
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EL RELIEVE ALPINO DE LA CORDILLERA
CANTÁBRICA
El Macizo Asturiano
El rasgo topográfico más notable de este macizo
es la existencia de un área muy extensa con niveles
de cumbres sobre los 1800m (Fig. 4), cuyo significado explicaremos en primer lugar. En este sector
central de la Cordillera Cantábrica el basamento paleozoico y la cobertera mesozoica se deformaron
conjuntamente durante la orogénesis Alpina, en
contraste con el dominio Vasco-cantábrico y los Pirineos, en donde la sucesión mesozoica se encuentra a menudo despegada debido a la abundancia en
estos sectores de niveles evaporíticos y arcillosos
del Triásico (facies Keuper), que favorecen la creación de despegues entre rocas más competentes.
Una transversal de la cordillera desde la costa asturiana hasta la Cuenca del Duero ilustra la estructura
de este sector (Fig. 2, cortes 1 y 2). El levantamiento del basamento y los rasgos estructurales mayores
de la Cordillera Cantábrica se pueden explicar mediante un cabalgamiento profundo despegado en la
corteza media, que conlleva el desarrollo de una
gran flexión monoclinal, lo que permite explicar un
levantamiento tan extenso (Pulgar y Alonso, 1993 y
Alonso et al., 1996). Este tipo de estructura es conocido como pliegue de flexión de falla (“faultbend fold model”, Suppe, 1983) y, en el caso del
Macizo Asturiano, el desplazamiento es menor que
la longitud de la rampa. La existencia de este cabalgamiento de basamento ha sido confirmada por la
sísmica de reflexión profunda realizada a través de
la transición entre la Cordillera Cantábrica y la
cuenca del Duero (Pulgar et al., 1996, 1997). El basamento fue elevado sobre la actual Cuenca del
Duero (Fig. 5), que se fue rellenando con los detritos procedentes del área levantada por el cabalgamiento (Figs. 2 y 4). En el frente sur de la cordillera, el cabalgamiento que levanta la cordillera no se
observa generalmente en superficie, debido al desarrollo de un pliegue que acomoda su desplazamiento (pliegue de propagación de falla) en la parte superior de la rampa (Fig. 2); sólo en un sector en
torno al río Cea se puede observar un cabalgamiento con un desplazamiento de hasta 7 km, bien visi-
Fig. 5. Panorámica del frente meridional de la Cordillera Cantábrica desde los páramos de Rioseco
de Tapia (León).
Fig. 4. Modelo digital de elevaciones del macizo Asturiano y principales estructuras tectónicas responsables
del relieve.
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Fig. 6. Modelo digital de elevaciones mostrando la interpretación estructural del relieve cantábrico. Comparar con los cortes de la fig. 2. CCC, Cuenca Carbonífera Central; PC, Región del Pisuerga-Carrión.
ble en diversas líneas sísmicas, fosilizado por el
Terciario más superior (Alonso et al., 1994). Este
cabalgamiento se amortigua hacia el E y W, en donde es relevado gradualmente por el pliegue de propagación de falla.
El relieve estructural creado por esta gran flexión monoclinal es aún evidente en el relieve actual
(Fig. 6). La divisoria de aguas actual entre la cuenca hidrográfica del Duero y la Cantábrica es próxima a la charnela de la flexión monoclinal, donde
debió situarse la divisoria de aguas inicial al comienzo del levantamiento, desplazándose después
hacia el sur a causa de la erosión remontante. Su
traza sinuosa actual se debe a la erosión diferencial
sufrida por los materiales paleozoicos habiéndose
desplazado en mayor medida hacia el sur allí donde
hay extensos afloramientos de rocas siliciclásticas
(Cuenca Carbonífera Central y Región del Pisuerga-Carrión), menos resistentes a la erosión que los
macizos calcáreos (Fig. 6).
Al norte de la gran flexión monoclinal se presenta una pequeña cuenca terciaria, la de Oviedo
(Fig. 2). Esta cuenca se formó en el frente de un cabalgamiento alpino que aprovechó una falla normal
mesozoica invirtiendo su movimiento en tiempos
terciarios. La inversión de esta falla, denominada
Falla de Llanera, está atestiguada por la conservación de la sucesión permo-jurásica en su labio norte,
mientras al sur de la misma las capas del Cretácico
Inferior se apoyan directamente sobre el basamento
varisco (Almela y Rios, 1962). La inversión tectónica de esta falla produjo esencialmente la elevación
del bloque superior, cuya erosión dio lugar al depósito de sedimentos en el bloque inferior representado
por la cuenca terciaria de Oviedo (Fig. 2, corte 1).
En el bloque superior de dicha falla, la sucesión mesozoica presenta generalmente una disposición subhorizontal, con buzamientos suaves excepto en las
proximidades de la falla en donde aparece una ban-
156
da de cabalgamientos y pliegues apretados vergentes
al sur, denominada franja móvil intermedia (Ramírez del Pozo, 1969). Estos pliegues fueron probablemente generados por cizalla simple, como consecuencia de la resistencia friccional y efecto de
contrafuerte del bloque inferior de la falla. La depresión creada en la cuenca de Oviedo a consecuencia
de la actuación del cabalgamiento de Llanera ha determinado el desarrollo de un colector fluvial longitudinal a dicha cuenca (Ríos Nora y Pigueña), así
como una cadena de pequeños puertos (La Miranda,
La Madera, La Campa, Alto La Llama, etc) situados
en el bloque superior de la falla, entre la cuenca de
Oviedo y el mar Cantábrico (Fig. 4).
Después del cabalgamiento frontal de la cordillera situado en su borde sur, la falla alpina más relevante como generadora de relieve, en el sector
central de la Cordillera Cantábrica es la Falla de
León (Figs. 2 y 4). Al norte de dicha estructura, el
levantamiento del basamento paleozoico (nivel de
cumbres por encima de los 2100 m) fue mayor que
al sur de la misma (en donde el nivel de cumbres
suele estar en torno a los 1800 m). En el labio norte
destacan Peña Ubiña (2417 m), Peña Prieta
(2536m) y los picos Espigüete (2450 m) y Curavacas (2520 m) (Fig. 4). La mayor elevación de su labio norte ha sido interpretada, a partir de datos geofísicos, como el resultado de la duplicación alpina
del basamento prevarisco en dicho sector (Gallastegui et al., 1997). Aunque la Falla de León es una
estructura de origen varisco, el papel de esta falla
durante la deformación alpina ha sido recientemente confirmado en el cordal de las Ubiñas, en donde
se ha descrito un afloramiento aislado de materiales
cretácicos cobijados por un falla inversa secundaria
de la Falla de León (Alonso et al, 2007). Ello debe
interpretarse como resultado de un mayor levantamiento que el de macizos vecinos más que como
consecuencia de la erosión diferencial. En efecto, el
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Fig. 7. Vista panorámica hacia el SE de la Sierra de La Sobia y el Macizo de Peña Ubiña (2417m).
cordal de las Ubiñas está constituido por calizas
carboníferas (Formaciones Valdeteja y Barcaliente)
conocidas como “Caliza de Montaña”, por formar
las más elevadas cumbres de la Zona Cantábrica,
pero tanto al norte (Sierras de La Sobia y del Aramo), como al sur y al oeste (Somiedo) de dicho cordal existen afloramientos más extensos de la misma
formación, sin que ello conlleve mayores elevaciones (Figs. 4 y 7). La Falla de León representa probablemente la prolongación occidental de la Falla
de Ubierna (Figs. 2 y 4), que actuó como falla normal en el Cretácico Inferior y se reactivó como inversa en tiempos alpinos (Espina et al., 1996).
Otra falla alpina muy aparente en cuanto a su
relevancia cartográfica, pero de escasa importancia
en cuanto a la generación de relieve, en este sector
central de la Cordillera Cantábrica, es la Falla de
Ventaniella (Julivert, 1960) (Figs. 2 y 4). Un desplazamiento inverso oblicuo, de carácter dextrógiro
con ligera elevación del bloque norte, permite explicar los desplazamientos aparentes de las diversas
unidades estratigráficas, ya sean paleozoicas o mesozoicas, en relación con esta falla, así como la topografía algo más elevada de su labio nororiental
(Álvarez-Marrón, 1989). Actualmente, existe una
sismicidad persistente, aunque de baja magnitud,
claramente alineada con esta estructura (López-Fernández et al., 2004a; López-Fernández, 2007).
Además del levantamiento del basamento, la
deformación alpina produjo la reactivación de algunas estructuras prealpinas, como ya se ha visto en el
caso de la falla de León, al afectar a un bloque previamente estructurado durante la deformación varisca. Así, la deformación alpina produjo un reapretamiento de los pliegues variscos, dando lugar,
además, a la verticalización y reactivación por deslizamiento flexural de algunos cabalgamientos va-
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riscos plegados (Pulgar et al., 1999) (Fig. 2). Los
cabalgamientos variscos rejugados dieron lugar a
sierras que siguen las directrices estructurales variscas, es decir de dirección noreste en el norte de Asturias. Entre los cabalgamientos variscos reactivados durante la deformación Alpina pueden citarse
(Fig. 4): el Cabalgamiento de Laviana en la zona de
Infiesto-Sueve (Pello, 1967), que dio lugar a la sierras de Qués y del Sueve, el del Naranco en las proximidades de Oviedo, y el que alcanza la costa en
las proximidades del Cabo Torres, al oeste de Gijón
(Falla de Veriña, según Julivert et al., 1971).
Las principales cumbres en el Macizo Asturiano
están formadas generalmente por los extensos afloramientos de calizas carboníferas (Caliza de Montaña), que usualmente dan lugar a los mayores relieves por erosión diferencial (Fig. 8). De las sierras
calcáreas que resaltan sobre las zonas adyacentes
por erosión diferencial menor, la más emblemática
de la Cordillera Cantábrica es, sin duda, la de los
Picos de Europa (Figs. 4 y 9), constituidos por un
Fig. 8. Vista aérea hacia el oeste del Macizo Asturiano desde las proximidades de Riaño (León), antes del llenado del embalse.
157
Fig. 9. Panorámica de los Picos de Europa y del
contacto con las formaciones siliclásticas de la region del Pisuerga-Carrión.
apilamiento tectónico varisco de numerosas láminas
de Caliza de Montaña (Marquínez, 1989), en donde
se encuentra la cumbre más alta de la cordillera
(Torrecerredo, 2648 m). Otras sierras constituidas
por la misma formación son las del Aramo y La Sobia (Figs. 4 y 7).
Al sur de la Cordillera Cantábrica se sitúa la
Cuenca del Duero y hacia el oeste la depresión del
Bierzo, ocupada actualmente por la cuenca del río
Sil. Esta depresión se ha instalado sobre una cuenca
terciaria flanqueada por cabalgamientos alpinos
(Fig. 6). Al sur de esta cuenca se encuentran los
Montes de León, con alturas que llegan a los 2185
m en la cumbre del Teleno (Fig. 6).
La estructura profunda del sector central de la
Cordillera Cantábrica, revelada por diversos estudios sísmicos y gravimétricos (Pulgar et al., 1996,
1997; Fernández-Viejo et al. 1998, 2000; Gallastegui, 2000; Pedreira et. al., 2003, 2007) es bastante compleja (Fig. 3a). La corteza ibérica y la
corteza del margen cantábrico (que podría considerarse perteneciente a la placa Europea) se encuentran interdigitadas formando una doble cuña.
El cabalgamiento frontal que produjo el levantamiento de la cordillera se enraíza en un nivel de
despegue al techo de la corteza inferior del margen cantábrico. Este nivel de despegue, donde debieron enraizarse las fallas extensionales mesozoicas, se reactivó durante la compresión Alpina
permitiendo que la corteza inferior del margen
cantábrico se deslizara hacia el sur, delaminando
la corteza ibérica con una cuña frontal que forzó
la subducción parcial de ésta hacia el norte, en el
mismo sentido que se observa en la región Vascocantábrica y en los Pirineos. El acortamiento Alpino sufrido en esta transecta se estima en torno a
los 96 km (Gallastegui, 2000) y, al contrario de lo
que ocurre en los Pirineos, es mucho mayor en la
rama norte, sumergida en el mar Cantábrico, que
en la rama sur. La deformación tuvo lugar fundamentalmente entre el Eoceno Superior y el Mioceno (Alonso et al., 1996; Álvarez-Marrón et al.,
1997; Gallastegui 2000).
Las montañas de la zona Vasco-cantábrica
Las montañas de la Zona Vasco-cantábrica son
de menor altitud que las del Macizo asturiano y los
mayores cordales se disponen según un trazado
aproximado este-oeste o noroeste-sureste, siguiendo las trazas de las estructuras tectónicas (Figs. 2 y
10). El mayor levantamiento del Macizo Asturiano
respecto a la Zona Vasco-cantábrica ha quedado
registrado en la inmersión hacia el este de los ejes
de los pliegues en la sucesión mesozoica del borde
occidental de dicha zona. La ausencia de afloramientos paleozoicos en esta zona no sólo se debe a
su menor levantamiento respecto al Macizo Asturiano, sino también al mayor espesor de las series
mesozoicas.
Previamente se ha descrito la estructura del sector central de la Cordillera Cantábrica y cabe pre-
Fig. 10. Modelo digital de elevaciones de la región Vasco-cantábrica y principales estructuras tectónicas responsables del relieve.
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Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2)
guntarse si dicho modelo estructural es extensible a
sectores orientales y occidentales de la misma. Hacia el este, en las provincias de Burgos y Cantabria,
el rasgo estructural más destacable es la alternancia
de amplias zonas tabulares elevadas (Páramo de
Masa, Las Loras, etc, también denominado Plataforma burgalesa) (Figs. 2 y 10), en donde los buzamientos de la sucesión mesozoica son subhorizontales o suaves, con otras mas estrechas fuertemente
deformadas como la denominada Banda de Ubierna
(Pays plissé, según Ciry, 1940), situada en el frente
sur de la cordillera, o la que da lugar a los Montes
de Tesla (Fig. 10). Los páramos burgaleses son resultado de un levantamiento ligado a un cabalgamiento de basamento como el descrito en la transversal asturiana, del que en realidad es continuación
(Figs. 2 y 6), pero con menor desplazamiento y con
una cierta componente de desgarre (Espina, 1997).
Al sur de la Plataforma burgalesa, la estructura del
frente de la cordillera cambia lateralmente hacia un
tren de pliegues de rumbo NO-SE (Pays plissé, según Ciry, 1940), asimétricos y vergentes al sur, que
afectan a la sucesión mesozoico–terciaria y que han
sido interpretados como pliegues despegados sobre
un basamento incompetente, que acomodan el desplazamiento del cabalgamiento del borde sur de la
cordillera (Espina et al., 1996) (Fig. 2). En este sector de la cordillera situado al norte de la provincia
de Burgos, las altitudes raramente sobrepasan los
1200 m (la máxima elevación es Peña Amaya, con
1362 m, en el borde sur de la cordillera), lo que
contrasta con las numerosas cumbres situadas sobre
los 2000 m inmediatamente al noroeste, en la provincia de Palencia, en la que se produce la transición al Macizo Asturiano (Peña Labra, Pico Tres
Mares-Alto Campoo, Sierra de Híjar).
El área más oriental de la Zona Vasco-cantábrica representa la transición a los Pirineos y en ella
pueden reconocerse los típicos dominios estructurales pirenaicos: en el sector meridional, una cobertera mesozoica despegada a nivel de las evaporitas
del Triásico, cobijando los materiales terciarios de
la Rioja, a semejanza de la Zona Surpirenaica y, en
el sector septentrional, una serie de pliegues y cabalgamientos con vergencia norte (Cámara, 1997;
Cuevas et al, 1999), que pueden considerarse la
prolongación occidental de la Zona Norpirenaica, la
cual se sumerge bajo el mar Cantábrico a partir de
la costa vasca (Figs. 2 y 10).
En este sector oriental de la Zona Vasco-cantábrica, las principales sierras del sector meridional
(Cantabria, Obarenes, Tesla) raramente sobrepasan
los 1300 m. Estos relieves fueron producidos por el
cabalgamiento frontal surpirenaico y el tren de pliegues desarrollado sobre las rampas de su bloque superior (Fig. 2). Las depresiones situadas al norte de
estas sierras (Sinclinales de Villarcayo y MirandaTreviño) son cubetas en donde se depositaron sedimentos terciarios sinorogénicos procedentes de la
erosión de las mismas y de las situadas al norte, que
constituyen la divisoria de aguas de la cordillera en
este sector y donde se encuentran las cumbres mayores de la zona Vasco-Cantábrica (Castro Valnera
Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2)
A
B
C
Fig. 11. Relieves en la divisoria de aguas del este de
Cantabria. (A) Castro Valnera (1717 m) visto desde
la Bahía de Santander; estas cumbres están formadas
por areniscas, conglomerados y calizas urgonianas
(Aptense-Albiense) (Foto L. Quintana). (B) Fuerte relieve desarrollado en una alternacia de calizas y areniscas urgonianas albienses en el Valle de Rolacías,
en la margen izquierda del Alto Asón (Foto E. Villa).
(C) Calizas urgonianas albienses en la margen derecha del valle del Alto Asón; La cumbre de la izquierda es el Pico Mortillano (1410 m) (Foto E. Villa).
con 1717 m, Gorbea, Aitzgorri, etc.) (Figs. 6 y 10).
En la mayor parte de su trazado, esta divisoria representa un relieve en cuesta desarrollado en el
flanco sur del gran Anticlinal de Bilbao (Fig. 2, corte 3). Esta cuesta se generó mayoritariamente en las
Fig. 12. Relieve en cuesta formado por calizas del
Cretácico Superior (Coniaciense) en la divisoria de
aguas de la zona Vasco-Cantábrica. Vista hacia el
NO hacia el Puerto de Orduña y Sierra Salvada
(Foto E. Villa).
159
calizas cretácicas más resistentes a la erosión que
las series siliciclásticas más antiguas (Figs. 11 y
12). Al igual que ocurre en el sector asturiano, también esta divisoria debe haberse trasladando hacia
el sur a consecuencia de la erosión remontante de
los ríos cantábricos, cuya pendiente y capacidad
erosiva son mayores que en la cuenca del Ebro, situada al sur de la divisoria, dada la cercanía del nivel de base (mar Cantábrico).
En la zona Vasco-cantábrica el relieve es más
moderado que en las zonas adyacentes del macizo
Asturiano y los Pirineos debido probablemente a la
conjunción de una serie de factores. La razón principal habrá que buscarla precisamente en el rasgo
más distintivo de esta región: la fuerte extensión
cortical que sufrió en tiempos mesozoicos, en la
que se llegaron a acumular miles de metros de sedimentos sobre una corteza extremadamente adelgazada (Fig. 3b). Mientras en el macizo Asturiano la
compresión alpina posterior afectó a un basamento
paleozoico bien consolidado y la mayor parte del
acortamiento se produjo a favor de un único cabalgamiento, provocando un gran levantamiento tectónico, en la región Vasco-cantábrica esa compresión
afectó a una corteza muy adelgazada en la que el
acortamiento global se encuentra repartido entre diversas estructuras.
Las montañas galaicas
Hacia el occidente de Asturias y Galicia el modelo estructural descrito para el sector central de la
cordillera no parece que sea aplicable. En este sector occidental, el acortamiento alpino parece haberse acomodado mediante fallas de desgarre dextrógiras de rumbo noroeste y levógiras de dirección
noreste (Fig. 6). Así, en el noroeste de Galicia, las
cuencas terciarias están ligadas a las fallas mencionadas de rumbo noroeste y se sitúan en inflexiones
contractivas en las zonas donde acaban dichas fallas
o como cuencas de pull-apart entre fallas que se relevan (Bacelar et al., 1988; Santanach et al., 1988;
Cabrera et al., 1996). Estas fallas producen saltos
verticales de hasta 500 m y horizontales del orden
de 1 km. Respecto a las fallas de dirección noreste,
algunas son activas actualmente (González Casado
y Giner Robles, 2000; López-Fernández et al .,
2004a, b; López-Fernández, 2007) y también llevan
asociadas cuencas terciarias y sierras alineadas según dicha dirección, como las sierras de Ancares,
Caurel, Faro, etc. (Fig. 6).
Son también patentes en el mapa topográfico
de este sector occidental de la Cordillera Cantábrica otras sierras orientadas según una dirección que
cambia progresivamente de norte-sur cerca de la
línea de costa, a noroeste-sureste hacia el sur, continuándose incluso hacia los montes de León (Fig.
6). Estas sierras siguen la forma del llamado “Arco Astúrico” (Fig. 2), de origen varisco, y por lo
tanto su existencia está de nuevo relacionada con
la erosión diferencial entre materiales de distinta
competencia.
160
LA EVOLUCIÓN CUATERNARIA DEL RE LIEVE DE LA CORDILLERA CANTÁBRICA
Aunque los principales cabalgamientos alpinos
de la cordillera Cantábrica cesaron prácticamente su
actividad antes del Mioceno Superior, todavía quedan evidencias actuales o recientes de una moderada actividad tectónica. La sismicidad de la región es
bastante frecuente y, aunque suele ser de baja magnitud, se han producido en los últimos años crisis
sísmicas de cierta relevancia. La más notable fue la
ocurrida en el año 1995 en la región de Sarria-Triacastela-Becerreá, donde se llegó a registrar un terremoto de magnitud mb 5.3 relacionado con la falla
de Becerreá y otras fallas asociadas con orientación
noreste-suroeste (López-Fernández et al., 2004a, b;
López-Fernández, 2007).
Por otro lado, durante los últimos 1-2 millones
de años de años se ha seguido produciendo una elevación regional de la Cordillera Cantábrica que
queda registrada en la elevación de las terrazas marinas, en Asturias denominadas rasas costeras (Jiménez Sánchez et al., 2006; Álvarez-Marrón et al.,
en prensa), sobre las cuales se han descrito depósitos pleistocenos con evidencias de actividad neotectónica (Gutiérrez-Claverol et al., 2006).
Recientemente, se han llevado a cabo una serie
de trabajos destinados a esclarecer la edad de las rasas costeras y la velocidad de levantamiento que
han sufrido. Dataciones de espeleotemas de una cavidad kárstica desarrollada en una rasa de la costa
oriental de Asturias sugieren un levantamiento de
0,19 mm/año desde hace aproximadamente 300.000
años (Jiménez et al., 2006). Por otro lado, en la costa occidental de Asturias, dataciones recientes de
los sedimentos que cubren la rasa principal les otorgan una edad de al menos 1-2 Ma, indicando velocidades medias de levantamiento de entre 0,07 y 0,1
mm/año como máximo (Álvarez-Marrón et al .,
2007). Éstos últimos autores sostienen que el origen
del levantamiento debe buscarse en el acortamiento
tectónico que todavía se debe estar produciendo en
el borde norte de la placa Ibérica.
Si bien la tectónica es la causa primaria de los rasgos mayores del relieve, existen otros procesos que
modelan el mismo y dejan una clara huella en las
montañas y valles que observamos en la actualidad.
Así, la erosión, fundamentalmente fluvial y glaciar,
juega un papel fundamental en la evolución de las
cordilleras en general y de la cantábrica en particular.
Ya se ha mencionado el papel que ha jugado la erosión fluvial en el modelado del relieve actual, trasladando la divisoria de la cordillera hacia el sur. Los ríos de la vertiente norte tienen más capacidad erosiva
debido a la cercanía de su nivel de base en el mar
Cantábrico, y eso se refleja en la multitud de fuertes
encajamientos que se observan en esta vertiente de la
cordillera (Figs. 4 y 10). El ejemplo más espectacular
es sin duda el del río Cares, en el macizo calcáreo de
los Picos de Europa, cuyas laderas muestran un desnivel de más de 2000 m desde el cauce fluvial hasta las
cumbre del Torrecerredo (2648 m) y la Peña Santa de
Castilla (2596 m) (Fig. 13). Otros desfiladeros impor-
Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2)
Fig. 13. Vistas de la garganta del río Cares, que forma una profunda incisión de más de 2000 m en las calizas
carboníferas de los Picos de Europa (Fotos E. Villa).
tantes en la vertiente norte de la cordillera son los de
los Beyos y la Hermida, formados por los ríos Sella y
Deva en los bordes occidental y oriental de los Picos
de Europa, respectivamente. En la vertiente sur, el
único encajamiento fluvial reseñable es el del río Sil,
que a muy pocos kilómetros de su nacimiento, en la
comarca leonesa de La Babia, muestra ya un encajamiento de más de 80 m, haciéndose éste mucho más
notable aguas abajo, en los profundos y anchos cañones de la “Ribeira Sacra”, en la provincia de Orense.
Por otro lado, durante el Pleistoceno y el Holoceno se sucedieron una serie de períodos glaciares
que también dejaron una clara impronta en el relieve. Durante el último máximo glaciar, los hielos cubrían gran parte de las cumbres, documentándose su
presencia en la vertiente norte a partir de alturas que
oscilan entre los 950 y los 400 m (Jiménez-Sánchez,
1996). En la vertiente sur, debido a la mayor insolación, el nivel de los hielos se situaba más alto; en la
comarca de la Babia se ha calculado que a partir de
los 1500 m de altitud aproximadamente, con espesores de la masa de hielo de hasta 400 m (Alonso y
Suárez Rodríguez, 2004). Estos glaciares han dado
Fig. 14. Valle glaciar con la típica sección en “U”
en la vertiente norte de la Cordillera Cantábrica
(valle del Lago, Somiedo).
Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2007 (15.2)
lugar a multitud de formas erosivas características,
como los típicos valles en “U” (Fig. 14), circos glaciares, horns (Pico Cornón, etc.), así como a gran
cantidad de depósitos de till en los fondos de los valles o formando los característicos arcos morrénicos.
Por otro lado, gran parte de los lagos más emblemáticos de la Cordillera Cantábrica (Lagos de Somiedo, Lagos de Covadonga, etc.) son de origen glaciar.
CONCLUSIONES
Los rasgos principales del relieve de la Cordillera Cantábrica se deben al levantamiento tectónico
producido durante la orogénesis Alpina al colisionar la microplaca Ibérica con la placa Eurasiática.
En la parte central de la actual cordillera (Macizo
Asturiano) un gran cabalgamiento profundo produjo un importante levantamiento del basamento paleozoico sobre el que estaba depositada la delgada serie sedimentaria mesozoica (Fig. 15). Hacia el este
(dominio Vasco-cantábrico), la antigua corteza paleozoica había sufrido previamente un drástico
adelgazamiento como consecuencia de la fuerte extensión cortical que allí se focalizó en tiempos mesozoicos, en relación con la apertura del Golfo de
Vizcaya, y que depositó sobre ella miles de metros
de sedimentos de esta edad. La deformación compresiva Alpina en esta región se repartió en numerosas estructuras que no llegaron a exhumar el basamento paleozoico (excepto en los llamados
“Macizos Vascos”, en la transición a los Pirineos),
generando relieves más suaves, quizás debido también en parte a la menor inclinación del cabalgamiento frontal alpino en la zona Vasco-cantábrica
respecto al Macizo Asturiano. Al oeste del sector
central, la convergencia alpina disminuye progresivamente, dando paso a una deformación dominada
por fallas de desgarre y tectónicas transpresivas y
transtensivas, generando relieves de cierta entidad y
pequeñas cuencas terciarias.
161
Fig. 15. Reconstrucción tridimensional del relieve y la estructura de la Cordillera Cantábrica en el Macizo
Asturiano y el Dominio Vasco-cantábrico.
Los relieves estructurales generados por la deformación alpina fueron rápidamente afectados por
la erosión, fundamentalmente fluvial. En la vertiente norte, la cercanía del nivel de base y el continuo
levantamiento regional (todavía activo en tiempos
cuaternarios) favoreció una erosión remontante especialmente intensa, que fue trasladando hacia el
sur la divisoria de la cordillera a la vez que daba lugar a importantes desfiladeros. Los afloramientos
suficientemente extensos de litologías más resistentes a la erosión (fundamentalmente calizas) fueron
sobresaliendo en el relieve, formando los picos y
macizos más relevantes de la cordillera, entre los
que destacan los Picos de Europa.
Finalmente, durante el Pleistoceno y el Holoceno la erosión y sedimentación glaciar también contribuyó significativamente a modelar el paisaje en
las zonas más elevadas de la cordillera.
Agradecimientos
Este artículo incorpora los resultados de numerosos trabajos desarrollados por el Grupo de Geofísica y
Estructura de la Litosfera de la Universidad de Oviedo, y se enmarca dentro del Proyecto “Topo-Iberia”
del Programa Consolider-Ingenio 2010 (CSD200600041). También ha sido financiado en parte por el
proyecto CGL2006-12415-C03-02. Agradecemos a
Elisa Villa y Luis Quintana la cesión de algunas de
las fotografías mostradas en este artículo.
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Fecha de aceptación definitiva: 28 noviembre 2007
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